高精度海洋重力测量理论与方法

⑴ 海洋重力测量的测量原理

地球上的一切物体都要受到地球的吸引力和地球自转所产生的惯性离心力的作用。两者的向量和即为重力。重力测量即测定地球上重力加速度（重力测量中，习惯以单位质量的质点所具有的重量定义为重力加速度，通称重力）或其增量。从理论上讲，海洋重力测量主要是查明地球质量中的那些异常质量（或称地质质量）的分布状况，而异常质量仅相当于地球质量的极小部分，产生的重力异常不过是全部重力的百万分之几，因而要求重力测量仪器必须有足够的灵敏性和很高的精确度。
海上重力测量技术远较陆地测量复杂。调查船在风、海流、浪涌和潮汐的作用下，随着海洋表面水体作周期性或非周期性的运动。由于船只的这种运动所发生的纵倾和横摇，以及航速和航向的偏差，都对船上重力仪附加以相当强的水平干扰加速度和垂直干扰加速度，使得海上重力测量从原理、仪器直至观测方法都表现出一定的特殊性。
船上重力仪是海洋重力测量的主要设备，是在船只行进中连续测定重力加速度相对变化的仪器。船只的水平干扰加速度和垂直干扰加速度，以及震动等对仪器有很大影响。此外，船向东航行时，船速增大了作用在重力仪上的地球自转向心加速度，而向西航行时，船速减小这种向心加速度。这种导致重力视变化的作用称厄缶（厄特渥斯）效应。这个效应的大小与航向、航速和船只所处的地理纬度有关。克服和消除上述各项干扰效应始终是提高观测精度的关键。

⑵ 海洋重力测量是做什么的

海洋重力测量是用重力仪在调查船上或海底观测岩层质量分布的不均匀性;通过对重力异常的分析

⑶ 海洋重力测量的发展

1903年，德国地球物理学家O.黑克尔最早在海船上用气压计进行重力测量，但未能获得好的结果。1920年荷兰大地测量和地球物理学家F.A.芬宁·梅因纳斯提出海洋摆仪理论并制出可消除干扰加速度影响的三摆仪；20～30年代，在他的主持下使用潜艇进行了大西洋、印度洋和爪哇海域的海洋摆仪测量，获取了大量海洋重力资料，发现在海沟处有明显的负重力异常。50年代相继制造出几种装在水面船只上，航行时做连续观测的船上重力仪。至60年代中期，这类仪器日臻完善，观测精度高，使用简便，从而逐渐取代了摆仪，加速了海洋重力测量的发展。

⑷ 海洋重力测量的观测方法

海洋重力测量的方式有：用海底重力仪进行定点观测；用海洋重力仪在船上进行连续重力测量；用海洋振摆仪在船上或潜艇内进行定点观测。后者效率较低，精度也较差。目前主要采用前两种方法。
海洋重力测量是测量海区重力加速度的工作。海洋重力测量技术的进步，以及重力成果的广泛使用越来越证明海洋重力数据在大地测量学、地球科学、海洋科学、航天技术的研究和军事上的重要意义。
充分的重力测量数据，可以求定大地水准面的形状。现陆地重力数据比较充分，海洋重力数据不足，而且海洋面积大，一旦有了充分的海洋重力数据，就可得出较精确的全球大地水准面的形状，这对海洋测量本身，以及研究地球形状都是非常必要的。
海底具有不同密度的地层分界面，这种界面的起伏会导致重力的变化。因此，通过对各种重力异常的解释，包括对某些重力异常的分析和延拓，可以取得地球形状、地壳构造和沉积岩层中某些界面的资料，进而解决大地构造、区域地质方面的任务，为寻找矿产提供依据。
重力加速度会影响航天器的飞行，因此，重力异常数据对保证航天和远程武器的发射是不可缺少的资料。
基本上采用走航式的连续观测方法。海洋重力测量与陆上重力测量相比，有它的特殊要求：①需要在港口码头建立重力基点；②需要准确的船只运动参数（航向、航速、位置）；③要求船只沿着航线（测线）尽量保持匀速直线航行。另外，还要求仪器适于不同深度海区和任意航速下的观测。当配有卫星导航系统时，船只可昼夜连续工作，日效240～360海里。
海上重力测量的精度普遍比陆地低，近海的海底重力仪观测精度（以均方误差表示）为±0.2～±0.8毫伽，远海区为±3～±5毫伽，深海远洋区更低。其主要原因是测点位置的测定误差很大(几百米至几海里不等)，以及厄特渥斯校正的偏差。

⑸ 海洋重力测量

海洋重力测量是为研究地球形状和地球内部构造、勘探海洋矿产资源、保障航天和远程武器发射等提供重力资料，它是把重力仪安装在船上，在航行中进行重力测量，工作效率高。

海洋重力测量分路线测量(断面测量)和面积测量两种方式，基本上采用走航式的连续观测方法。与陆地重力测量相比，有特殊要求：①需要在港口、码头建立重力基点，重力测量采用单次观测法，起始、闭合于这些基点；②需要准确的船只运动参数(航向、航速及位置)；③要求船只沿航线测线尽量保持匀速、直线航行。

⑹ 海洋重力测量的介绍

海洋重力测量（maine gravimetric survey ）是 海洋地球物理测量方法之一。重力测量以牛顿万有引力定律为理论基础，以组成地壳和上地幔各种岩层的密度差异所引起的重力变化为前题，通过专门仪器测定地球水域的重力场数值，给出重力异常分布特征和变化规律，进而研究地质构造、地壳结构、地球形态和勘探海底矿产等。海洋重力测量是对仪器测得的原始数据引入各项校正计算重力异常的过程。观测重力值在引入必要的校正后与正常重力值的偏差称为重力异常。校正的项目很多，但可归结为两类：一类是为得到观测重力值所作的校正，如厄特渥斯校正、零点漂移校正、引入绝对重力值等；另一类是为得到重力异常所附加的校正，如自由空间校正、布格校正、地形校正和均衡校正，最后是正常场校正（见海洋重力异常）。海洋重力测量最终的成果是调查海域的重力异常平面图（等值线图）或剖面图，以及相应的文字说明和调查报告。

⑺ 海洋重力测量的测量仪器

有海洋摆仪和海洋重力仪两大类。海洋摆仪是根据单摆原理设计的，借助光学照相系统观测摆动周期的变化。它的缺点是结构复杂、笨重低效、抗震性差、资料整理冗繁，因而逐步为重力仪所取代。海洋重力仪按工作条件的差别分为海底重力仪、水中重力仪和船上重力仪。船上重力仪以弹性系统结构划分，有力平衡型（又分直立型和旋转型）和振弦型。船上重力仪的结构原理是通过弹簧的伸缩量，水平摆杆的偏角，振弦的频率变化等测定重力的相对变化。同陆上重力仪相似。

⑻ 海洋重磁测量野外工作方法

王功祥 唐卫

第一作者简介：王功祥，男，1971年出生，物探工程师，主要从事海洋重磁、地震及各种工程测量工作。

（广州海洋地质调查局 广州 510760）

摘要 海洋重磁测量在海洋调查中有着重要位置，有效控制野外资料采集是海洋重磁测量的关键一环。本文结合野外作业的实际情况，针对海洋重磁调查中的一些干扰效应进行了对比分析，以期提高海洋重磁调查野外资料采集的质量。

关键词 海洋重磁测量 干扰分析 野外作业

1 海洋重力测量

海上重力测量不同于陆地重力测量，它必须在运动的状态下，即所谓的动基座（如船）上进行。测量重力加速度的仪器的基座，对与地球连接的坐标系作相对运动。从本质上说，海洋重力仪可算作超高精度的加速度计，它测量的是瞬时重力加速度的一个分量。和任何加速度计一样，海洋重力仪也可以在相对基座的某个严格规定了的方向上记录加速度变化，这个方向就是仪器的测量灵敏轴。

1.1 海洋重力测量的主要干扰因素及其分析

1.1.1 水平干扰加速度

在水平面上测量的瞬时重力值可表示为G=g+x²/2g-Δа²/2g，其中x表示水平加速度，Δа表示瞬时垂线与真垂线的夹角，g表示重力真值。由上式可以看出水平加速度使重力增加x²/2g，而瞬时垂线与真垂线的夹角使重力减小Δа²/2g。为了得到重力真值，在平均测量中要引入加速度改正和倾斜改正Δg=-x²/2g+Δа²/2g。如果重力测量仪器安装在周期比船摇晃周期小得多的常平架中，则常平架纵轴（常平架重心和相互垂直的旋转轴交点的连线）将随时跟踪瞬时垂线方向。因此可以调整仪器，使其灵敏轴几乎同瞬时垂线一致，这样Δа即为常平架的定向误差，采用陀螺稳定平台就是基于这个道理。海上试验表明，对高达50Gal的加速度，由于稳定平台的周期（大于2分）比波浪周期（小于17秒）大得多，水平干扰加速度产生的误差很小，仍可以达到1mGal的精度。

1.1.2 垂直干扰加速度

在海洋重力测量中，最大的问题是垂直加速度引起的。由于无法区分开重力加速度和垂直干扰加速度，于是在动基座上的重力测量值实际上是由两部分组成：一部分是由重力本身引起的弹性系统变化；另一部分则是由垂直加速度作用而影响到重力仪读数的值。但垂直加速度对重力仪主要是造成瞬间交变干扰，且几乎按余弦规律变化，具有周期性特点，若重力仪是线性系统，测量时垂直干扰加速度并不会造成系统误差，这是其本身的平均值为零的缘故。在现代重力仪中都采用强阻尼措施而大大压制了垂直干扰加速度，但这也使得在运动着的船上所测的重力异常产生幅度的减小，同时也会引起弹性系统对重力变化的反应有滞后现象，以至于对某些短时间变化的局部重力异常感应不出来，或者减小了数值。

1.1.3 厄特屋斯效应

装在匀速航行船只上的重力仪，其读数除受基座干扰加速度影响外，还受厄特屋斯效应的影响，该效应同地球自转引起的离心力有关，主要受船航速、航向影响。

1.2 野外操作及其注意事项

1.2.1 设备安装

干扰加速度主要部分是由船上仪器安装点的交变摆动的特征所决定的。干扰加速度的优势周期和幅度值取决于众多因素：船型和排水量、仪器位置、波浪特征、船航向和航区。对于特定的调查船及作业工区，其性能参数是无法改变的，因此仪器安装位置及环境显得尤为重要，一般要求将仪器安装在船纵横摇的中心点，越靠近舱底越好，且远离热源体和强电磁源（主要是由于重力仪内部安装有用于强阻尼的永久磁铁）。

1.2.2 码头准备

海洋重力仪的弹性系统均为金属质构造，温度发生变化，其热胀冷缩现象显着，因此保持传感器内部恒温至关重要。一般来说厂家要求用户每天24小时不间断通电加温，但实际上很难做到，原因是：在仪器长期处于闲置状态时，长时间通电会导致一些指示灯烧毁，板件也会损坏，如KSS⁃31海洋重力仪控制单元ZE31的LP5.28 5V电源板曾经三次失效，所以只有在备航期间或航次间隔很短时才保持仪器的不间断通电。启动重力仪前究竟加温时间多长，按实际至少是1～2天，时间太短仪器读数不稳定，或频繁死机，或无法正常启动。有时候也有这种情况：仪器面板电流长时间不变化，表明内部温度指示已达到恒温数50℃，但实际上金属质弹性系统并没有达到均衡恒温状态。

当载体发生变化时，海洋重力仪必须做测试，包括平台抛物线测试、小球常数测试、延迟时间常数测试以及倾斜格值测试等，以确保整个系统通道的正常。

1.2.3 掉格现象

掉格是由弹性系统发生儒变或小球下掉所致，掉格现象往往瞬间发生，重力读数突然增加或减小几十或几百个毫伽，在模拟记录上会出现一条阶跃曲线。掉格现象与船变速或偏航情形不同，前者加速度或摆位并无变化，后者则有相应的偏移。在仪器出现掉格时，应停止测量，立即回到掉格前的位置或回到码头基点进行重复观测，以确保前期工作的可信性。

1.2.4 基点比对

基点的作用在于：控制重力测量点的观测精度，避免误差的积累；检查重力仪在某一段工作时间内的零点漂移，确定零点漂移校正系数；推算工区重力测点的相对或绝对重力值。海洋测量时由于距离陆地路途遥远，不可能经常性地往返基点测量，只能航段性地进行基点比对。为了控制零点线性漂移，海洋重力仪普遍采用了线性系统，即重力读数变化严格正比于重力变化的弹性系统。调查船出航和返航均需比对基点，在基点比对时要记录好各相关数据，包括重力传感器距基点的垂直、水平距离；调查船左、右舷距水面高度；码头距水面高程；仪器读数及比对时间等。在实际比对基点时有几个因素我们不得不考虑：基点周围建筑物群的变化；停靠或过往的附近船只。所有这些干扰物体的相互引力影响，均会造成仪器相对读数的降低。以广州海洋地质调查局的海洋四号和探宝号为例，当两艘大船靠在一起时，多次观测表明两船的引力影响导致重力读数降低2～3毫伽。在海上作业时不可避免地遭遇台风影响，在外港避风时期，观测收集各地港口、锚地的相对重力值或基点值，对于我们了解、控制仪器掉格情况也是很有帮助的。

图1 海洋重力模拟记录

Fig.1 Marine gravity simulation record

1.2.5 实时观测

在海上工作期间，重力调查质量监控主要是通过模拟记录来实现（如图1），即观察传感器在船运动姿态下感应的纵横加速度，一般海况下纵横加速度的变化表现在模拟记录纸上基本上在以中心点1～2格的范围内摆动；在恶劣海况下则有3～6格的变化。当船变速或偏航时，纵横加速度或重力值均会发生变化；由于新型海洋重力仪均直接接入实时定位数据（包括点位、速度、航向），当导航信号不稳定时，重力显示数据会发生急剧变化，因此将这些变化信息及时记载，对室内处理的帮助是很大的。一般来说，重力测量模拟记录曲线比较平滑，南北向重力读数变化大，东西向则较小；对曲线变化较大的地方应多加关注，如海山影响会导致重力数值降低，再如隆起或凹陷，由于剩余质量的亏损或盈余会导致重力读数的减少或增加。在海上，养成与地震资料、水深资料或多波束资料对比观察的良好习惯，对于提高我们海洋重磁观测的质量控制不无裨益。另外，了解我国各海区区域相对重力场，对于控制重力测量的野外变数也很有帮助，以KSS⁃31型海洋重力仪为例，如东江口码头相对测量值为-1900毫伽左右；南海相对测量值为-1400～-1700毫伽；东海相对测量值为-800～-1000毫伽；黄海相对测量值为-500～-800毫伽左右。

2 海洋磁力测量

2.1 海洋磁力测量的主要干扰因素及其分析

2.1.1 系统噪声

该误差与仪器本身固有特性有关，往往不可预测，是一个固定值。电子干扰在船上通常是一个很大的噪声源，这要取决于仪器设备的安装条件，尤其是接地，但也会随着噪声源的开启和关闭而变化。

2.1.2 船磁方位效应

方位误差是由船磁在传感器上的效应引起。在海洋环境中主要由两个因素引起：一种是船的永久磁场。调查船处于地磁场环境中必然要被磁化，而且磁化后产生的附加磁矩特别强，因而呈现出很强的磁性，磁性一旦形成很难消失，这就组成了船的永久磁场；另一种是船上渗透性物质在地磁场作用下的感应磁场。随着调查船所处的地磁场变化以及测量船相对地磁场的空间方位的变化，船磁也在不断变化，这部分瞬时变化的附加磁场就组成了船磁的感应磁部分，感应磁场的方向与地磁场方向一致。在海上测量时，调查船航向的变化只是影响了船磁的感应磁部分。船的永久磁场是由船的固有磁矩产生的，因此大小应该一样，但随调查船的航向变化而改变方向。文献指出：调查船的永久磁场是一个典型的余弦曲线，感应磁场是一个典型的正弦曲线，而且感应场的影响要比永久磁场大得多。因此船磁的总体影响也应该是一个典型的正弦曲线，也就是我们在实际进行船磁方位试验时通常见到的“W”形状。

2.1.3 涌浪和传感器运动干扰

该误差来源是一种动态环境：来自于海涌的磁性振荡以及拖曳系统中流体的不稳定性因素。海浪噪声是由于海水中地磁场中的传播媒介的周期性运动而引起的，这种效应在磁场中产生的周期性变化是很大的，通常10～20秒的周期性海浪运动会产生好几个纳特的磁场变化。但是通常海洋调查有和海浪同样周期（4～11秒）的采样率，而且系统噪声水平也有半个纳特，因此涌浪噪声可能不被识别。另一种误差源是由于拖曳系统中流体不稳定性引起的，导致了传感器旋转周期的旋进信号进行周期性调谐，海洋调查对于传感器这种非稳定性因素造成的影响也很难从系统噪声中分辨出来。

2.2 野外作业及其注意事项

2.2.1 电缆长度的确定

磁力拖曳电缆究竟施放多长目前并无理论上推导，一般经验法则是：做总场调查时为2～3倍船长，做梯度测量时为3～5倍船长。2000年在南海做亚太光缆调查时，由于水深较浅，平均20m，为保证水面设备安全，我们做了如下试验：奋斗四号船长85m，施放电缆为170m时，磁力数据非常紊乱；施放电缆为200m时，磁力数据稍好一点，但仍然有点乱；施放电缆为220m时，磁力数据比较平稳；2002年在租用20m小船做浅水物理调查时，当施放磁法电缆到50m时，磁力数据才稳定。这说明只有在拖曳电缆至少为2.5倍船长时，才能采集到正常的磁力数据。

2.2.2 甲板电缆铺设

甲板电缆是拖曳电缆与磁力设备之间的连接电缆，尽管甲板电缆采用了屏蔽措施，但如果铺设位置及走向不合适，就会对采集的数据造成影响，特别是在甲板强电磁场区，如架有高压电缆、集束通讯通信电缆等地方，一定要尽量避开；如实在无法避开，最好使甲板电缆与干扰电缆呈垂直走向通过。野外实际对比观测表明，如果甲板电缆铺设不当，往往会有1～3纳特的数值附加在正常磁力数据上，严重的会有7～8纳特的干扰，甚至会造成磁力设备无法正常运转。

2.2.3 海底日变站的设立

在高精度的海洋磁测中，地磁周日变化是一种严重干扰场，在南沙，由于距离海南地磁台太远，交点均方差往往达到27纳特以上，因此在工区附近建立海底日变站非常迫切且重要。海底日变站必须设立在地形平坦且地磁场相对平静的地方，其结构如图3所示。2004年广州海洋地质调查局从加拿大引进一套SENTINEL陆地/海洋日变站观测系统，5月海洋四号利用该日变数据绘制的船磁方位曲线非常理想，也就是说海底日变站的建立基本上剔除了野外磁力调查过程中的日变影响，如图2所示。

图2 南海东沙海域船磁方位曲线。左图是日变改正之前的曲线，右图是日变改正之后的曲线

Fig.2 Curve of shipˊs magnet orientation in dongsha south China sea.Left figure is the curve before time variety correction，right figure is the curve after time variety correction

图3 地磁日变观测锚系结构

Fig.3 Anchor system structure of geomagnetism time variety observation

2.2.4 船磁方位试验

为了消除船体在地磁场磁化作用下产生的感应磁场影响，同时为了方便对不同航次相邻测线的磁场进行水平调整，在作业工区必须做45°八方位定点偏向航行观测。由于白天日变及电磁干扰较大，船磁方位试验最好选在晚上或凌晨进行，试验点应选择在局部地磁场平静的地方，试验顺序：0°→225°→90°→315°→180°→45°→270°→135°→0°→225°→90°→315°→180°→45°→270°→135°→0°。

试验前要精确计算定位点距离磁力传感器位置，以方便偏距调整。试验主要采集圆中心（如图4所示）数据，因此在船进入中心点前一定要确保船航行在测线上并已走直，并且磁力电缆已拉直。

2.2.5 实时观测

对于质子磁力仪，如G801、G821、SeaSPY等，在接收线圈内其感应讯号的电压为V（t₁）=Cκ_pH₀γ_psin²θsin（γ_pT t₁）e^-A，其中θ为线圈轴线与地磁场T之间的夹角。当θ=45°时，讯号幅度只降低了一半，因此对于探头定向只要求大致与T相垂直。但是，θ接近于零度，则是探头的工作盲区。

光泵磁力仪运用电子跃迁和光泵泵激原理，采用感应灵敏元件和同步调谐回路，其灵敏度比质子磁力仪更高。但其存在工作盲区，如图5所示，当地磁场与传感器光泵中心轴线夹角为±15°时，感应不到信号，因此为了获得工区各测线方向上的最大信号强度，必须实时调节传感器的角度。在我国海域通常在旋转0°和倾斜0°情况下各测线方向一般能感应到有效信号。2005年海洋四号在执行南海中南部海域重磁测量时，发现磁力模拟记录有周期性锯齿状出现，G880光泵磁力仪感应的信号只有400左右。该区域地磁倾角21°，由于测线的近南北、东西向展布，运行CSAZ演示程序后才知道，由于工作盲区的存在，使得在该区域传感器只能保持旋转90°和倾斜0°姿态，调整后信号强度达到800以上，数据相当稳定。

图4 船磁方位示意图

Fig.4 Sketch map of shipˊs magnet orientation

海上磁力质量的监控主要是通过在仪器面板上指示的信号强度以及模拟记录（图6）显示的抖动度。各种类型的海洋磁力仪指示的信号强度的标准并不一致，对于质子磁力仪信号强度至少要求130；对于光泵磁力仪信号强度至少要求450。磁力数据的抖动度只能作为一种相对参考，如2004年我们在执行汕头南澳岛大桥路由调查中发现，磁力抖动基本在2～3纳特之间，但仪器信号又很稳定，架设的日变站也无法正常工作，后来才知道整个南澳岛及周边区域基底出露的是磁性很强的玄武岩。野外观测实际表明，磁力数据出现大的抖动（一般大于2纳特）时，往往由如下几个因素引起：通讯干扰、电焊焊弧，这是人为电磁波信号的扰动；探头尾翼松动或脱落，或挂上渔网、渔标等杂物，导致拖鱼无法控制平衡；过往船只附加的船磁影响；甲板电缆铺设不当导致的电磁干扰；磁暴，这是太阳黑子周期出现的征兆，其影响是全球性的，灾难性的，1997年在南沙作业时曾监控过一次，模拟记录上显示的是一条条急剧变化的平行线，持续时间约10个小时；地质背景场或断裂破碎带，2004年南澳岛作业就是这种情况，在我国黄海、南中国海域，断裂发育丰富，磁力模拟记录上观测到的急剧变化的平行线非常多，但与磁暴不同的是，这种现象往往持续时间很短；恶劣海况或雷电天气也会造成磁力数据的跳变。

图5 光泵磁力仪盲区示意图

Fig.5 Sketch map of dead zone for optical pumping magnetometer

图6 磁力模拟记录

Fig.6 Marine magnetism simulation record

3 结论

重磁测量资料包含了丰富的信息，无论是地壳深部构造与地壳均衡状态的研究，还是普查、勘探多种矿产资源，或是在水文、工程（乃至考古等）方面的应用等诸多地质任务，都有可能利用重磁资料来加以研究或解决。野外重磁资料采集的质量监控，其根本目的就是保证野外采集资料的真实性、可靠性，尽可能地防止无用的或无意义的信息叠加在有用的地质体信息之上，以方便室内资料的处理。

参考文献及资料

海军海洋测绘研究所.1990.海洋重力测量，92～95

罗孝宽，郭绍雍等.1990.应用地球物理教程.北京：地质出版社，209～210

GEOMETRICS，INC.1997.G⁃880 CESIUM MARINE MAGNETOMETER Operation Manual

The Field Employment Method of Marine Gravity ＆ Magnetism Survey

Wang Gongxiang Tang Wei

（Guangzhou Marine Geological Survey，Guangzhou，510760）

Abstract：The proction of marine gravity and magnet detection plays an important role of ma⁃rine survey.Itˊs a basilica factor about how to actually control data collection ring marine gravi⁃ty ＆ magnetism survey.This article devotes to satisfying the readers through contrastively analyzing some disturb effects ring marine gravity＆magnetism survey，simultaneity opening out depiction by use.

Key words：Marine gravity ＆ magnetism survey Disturb effects analysis Field employment

⑼ *海洋卫星测高与海洋重力

卫星测高技术是20世纪70年代发展起来的。它利用人造卫星上装载的微波雷达测高仪、辐射计和合成孔径雷达等仪器，借助空间信息技术、光电技术和微波技术、卫星遥感遥测技术等高新技术的发展，通过实时测量卫星到海面的距离等参数，研究大地测量学、地球物理学和海洋学方面的问题。其工作原理是：由星载微波雷达测高仪向海面发射雷达微波脉冲信号，这种脉冲信号经海面反射后，再被雷达测高仪接收。根据雷达脉冲的返程时间、回波信号的波形、幅值来确定海平面的高度、海流速度、有效波高、海面向后扩散系数、风场等，进而确定海洋大地水准面，推算海域重力场模型、推算海底地形及构造，确定洋流，估算大洋潮汐等。

美国海军于1985年3月12日发射了GEOS-3和SEASAT卫星。其第一期即大地测量任务（GM），让卫星在轨道上漂移，使其在洋面上的轨迹不是有规律地重复，其地面轨迹格网的平均间隔为4 km。经过18个月的运行，卫星在72°S到72°N间的全部洋域内，得到了2亿公里的洋面地形剖面，积累数据达2.7亿个，交叠点数据达0.35亿个。1986年10月1日，GEOSAT卫星轨道被调整，并于11月8日开始第二期即精密重复任务（ERM）。轨道每17天重复一次，重复精度在1km以内，直到1989年10月卫星上的磁带记录仪完全失效为止；共收集了62个完整的17天重复周期的数据，卫星地面轨迹在赤道上的间隔为150km。

1986年在处理SEASAT卫星数据时发现了太平洋和印度洋存在着所谓的线条式重力异常。在肯定原始观测数据正确的前提下，对印度洋的重力线条进行谱分析，推断这种线条是由小规模地幔对流引起的。由于印澳板块绝对运动速度较快，使对流形成纵向环。在对太平洋7个区域的短波重力线条做频谱分析后，把这些线条的方向与过去和现在的板块绝对运动方向比较，发现其中有6个区域的重力线与过去和现在的板块绝对运动方向非常一致。这意味着重力线条与地幔内成柱状或环状的对流运动有关，它是小规模地幔对流的证据。而较老的线条可能是位于许多地幔柱上方的早期火山活动在地壳上的表征。

据卫星测高剖面所获得的呈显着线性的大地水准面异常，可认为它是由海洋断裂带和转换断层产生的。将这些数据与磁异常剖面和海洋测深剖面相结合，就可改善海洋板块的重建。利用南大西洋15个小断裂带的SEASAT剖面进行的断裂带大地水准面标识与古板块边界之间关系的研究发现，每一卫星剖面的谷方向与断裂带轴大致一致，且大地水准面谷的深度与形成时的扩张速度成正比。同时，可以清楚地看出沿着活动转换断层的大地水准面谷和重力谷。它们连同测深剖面和地震滑动向量即可确定出121个转换断层方位角，从而建立起现代板块运动模型NUVEL-1。在详细地重建海洋板块过程中，由卫星测高剖面推导的断裂带标识线可为古板块扩张方向提供严格制约。此外，磁异常判识也可为海底年龄和扩张速度提供重要信息，但其密度不足以确定扩张方向。SEASAT和GEOSAT卫星数据以及海洋测深数据的稀疏覆盖，极大地改进了南太平洋白垩纪-新生代的板块重建。同时，卫星测高剖面所得的新断裂带约束已用于西南和东南印度洋海岭从白垩纪到现在的板块重建。

比较全球或区域的大地水准面高与地形，会发现两者间有很强的相关关系。若采用Airy模型，即可确定这两者谱之间的相关系数以及平均补偿深度（约为30km）。此外，对北太平洋中10个海底隆起和海底高原的大地水准面与地形比的研究，发现最大值为5.5m/km，较小值范围为1m/km～2m/km，其中最大值在夏威夷隆起的东南端。从夏威夷热点顺流而下，比值变小，直至完成Airy补偿的海底高原处得到最小值。1988年，对全球20处海底隆起和海槽的研究发现大地水准面高与地形的比值随着板块年龄的平方根增大而增加。1990年，又研究了23个海底隆起，证实了这一结果。这一比例关系被解释成：由于软流圈黏度随着岩石圈年龄增大而不断增加；或者是软流圈黏度恒定而岩石圈厚度增加。

为了试图更多地了解在海底特征形成时板块的结构和强度，对个别地区作了较深入的研究。在研究海岭和海丘下的补偿机制和挠曲刚度时，采用了容纳法，但仍难以区分各种补偿机制。因此，有人利用线性滤波法研究大西洋加那利群岛和百慕大海丘的补偿情况，结合热流观测，证实了塞内加尔的佛得角海丘必然或至少得到了地幔对流柱的动力支持。利用大地水准面高和地形数据以及海面波观测结果，提出了南太平洋的超隆起地区得到了广阔地幔上升流的动力支持。在这里，大地水准面高与地形比为负值，这与岩石圈下存在着低黏滞层的想法一致。

1991年7月欧空局发射了ERS-1卫星，1992年夏美国和法国联合发射了TOPEX/POSEIDON卫星，其目的在于以更高的精度和分辨率来观测海面地形，从而研究大洋流和大洋潮，以支持全球海洋学的研究以及全球气候研究计划等大规模实验。

近年来由卫星测高剖面推算出全球大地水准面模型和重力异常模型进展很大。这些模型在1000km的区域尺度内是相当精确的，并已用于岩石圈随年龄的冷却以及海底隆起和海底高原的补偿深度等研究中。

在石油勘探中应用方面，由GEOSAT/ERM任务所得的测高剖面在赤道上间距为160km，覆盖过于稀疏。GEOSET/GM任务虽使间距缩短为4km，但数据绝大部分是保密的。因此，当稀疏的大地水准面剖面内插得到均匀格网时，分辨力要受到损失。为解决这一问题，有人对SEASAT卫星测高剖面的标识线条进行了判识，当某一线条通过没有卫星观测数据的区域时，就根据它来增加数据点数，并指导内插计算，可以极大地改进所得的大地水准面和重力异常，但也可能导致错误的倾向。此外，还有人将GEOS-3、SEASAT和GEOSAT的卫星测高剖面联合起来制作格网重力异常图，也获得了成功。这种格网重力异常图对于发现海洋厚的沉积积累很有价值。为了得到更好的海洋大地水准面和重力场资料，欧空局发射了ERS-1 卫星和美国/法国联合发射了TOPEX/POSEIDON卫星。GEOSAT/GM任务的结果证实它能提供尺度大于10km的所有海底地壳特征。

目前由卫星测高数据反演海洋重力异常（或扰动）方法主要有5种：①最小二乘配置法；②Stokes公式逆运算法；③垂线偏差法；④Hotine公式逆运算法；⑤直接求解法等。其中，最小二乘配置法属典型的传统方法，可结合多类数据求解出离散型或网格型的重力异常，但它需要预先确定各参量之间的协方差并解算大型矩阵。Stokes公式逆运算法是根据Stokes公式原理进行逆运算，将大地水准面起伏恢复成重力异常。垂线偏差求解法最早由Haxby提出，并经Sandwell等人的改进，逐渐成为目前国际较为流行的思想。Hotine公式逆运算法与②类似，但其求解的是扰动重力而非重力异常。直接求解法是基于物理大地测量的基本公式与Bruns公式，在波数域内利用FFT技术直接求取重力扰动。

卫星测高数据覆盖范围广、分辨率高、测量速度快，可以从更高更广的角度上真正将地球作为一颗星球来研究。利用卫星重力资料将使确定地球重力场和大地水准面的精度提高一个数量级以上，还可测定高精度的时变重力场。因此，卫星测高技术对研究地球的形状及演化及其动力学机制、地球参考系及全球高程系统、地球的密度及地幔物性参数、洋流和海平面变化、冰融和陆地水变化、地球各圈层的变化及相互作用等，有其他地球物理方法不可替代的作用，由其引出的卫星重力学是继全球定位系统（GPS）之后大地测量学的又一重大进展，也是大地测量和地球物理的热点和前沿，具有广泛的应用前景。

⑽ 海洋重力测量是怎样的

海洋重力测量是用重力仪在调查船上或海底观测岩层质量分布的不均匀性；通过对重力异常的分析，研究地球形状、莫霍面起伏，计算异常地质体及其密度界面的产状和埋藏深度，研究地壳均衡现象，以及地球内部的动力作用。